“Il trasporto di calore atmosferico sulla Terra dall’Equatore ai poli è in gran parte svolto dalle tempeste di media latitudine. Tuttavia, non esiste una teoria soddisfacente per descrivere questa caratteristica fondamentale del clima terrestre.” Leon Barry, George C. Craig & John Thuburn (2002)
3.1 Introduzione
Quasi tutta l’energia che alimenta il sistema climatico e la vita sulla Terra proviene dal sole. La radiazione solare in entrata è stimata a 173.000 TW. In contrasto, il flusso di calore geotermico derivante dal decadimento radiogenico e dal calore primordiale è stimato a 47 TW, la produzione di calore umano a 18 TW, e l’energia delle maree dalla Luna e dal Sole a 4 TW. Altre fonti di energia, come il vento solare, le particelle solari, la luce stellare, il chiaro di luna, la polvere interplanetaria, i meteoriti, o i raggi cosmici, sono trascurabili. Di conseguenza, l’irradianza solare costituisce oltre il 99,9% dell’apporto energetico al sistema climatico.
L’energia ricevuta dal sole cambia nel ciclo annuale del 6,9% a causa della variante distanza Terra-Sole. La Terra è più vicina al sole (perielio) intorno al 4 gennaio e più lontana (afelio) intorno al 4 luglio. Sebbene metà della Terra sia illuminata dal sole in ogni momento (50,2% a causa della differenza di dimensioni), i cambiamenti nell’orientamento dell’asse terrestre verso il sole, la distribuzione irregolare delle masse terrestri, i cambiamenti nell’albedo, e i cambiamenti regionali nella temperatura di superficie e atmosfera, causano importanti variazioni stagionali nella quantità di radiazione solare a onde corte riflessa (RSR) e di radiazione a lunghe onde in uscita (OLR). Di conseguenza, la temperatura della Terra sta sempre cambiando e il pianeta non è mai in equilibrio energetico.
Contrariamente a quanto si potrebbe ingenuamente aspettare, la Terra è più calda subito dopo il solstizio di giugno, quando è più lontana dal sole, e più fredda subito dopo il solstizio di dicembre, quando riceve il 6,9% di energia in più dal sole. La temperatura media della superficie terrestre è di circa 14,5 °C (condizioni di intensa glaciazione), ma durante l’anno si riscalda e si raffredda di 3,8 °C (Fig. 3.1). Come ci si aspetta, la Terra emette più energia (radiazione totale in uscita, TOR) quando si sta raffreddando e meno quando si sta riscaldando, indipendentemente da ciò che sta ricevendo al momento, quindi l’idea di un equilibrio energetico alla cima dell’atmosfera (TOA) è chiaramente errata. La Terra mostra poca variabilità di temperatura interannuale, ma non c’è motivo di pensare che comprendiamo adeguatamente i meccanismi coinvolti nella termoregolazione terrestre.
Fig. 3.1. Variazione annuale di temperatura e radiazione. La temperatura media globale della superficie del pianeta (linea spessa) cambia di 3,8 °C nel corso di un anno, principalmente perché l’emisfero settentrionale (linea sottile) varia di 12 °C. Il pianeta è più freddo durante il mese di gennaio, nonostante riceva il 6,9% in più di irradiamento solare totale (TSI, linea gialla punteggiata) all’inizio di gennaio quando la Terra è in perielio. Il pianeta ha due picchi di perdita di energia (TOR, radiazione totale in uscita, lunghe onde in uscita e onde corte riflesse, linea rossa punteggiata) quando ciascun emisfero si raffredda, con il massimo durante il raffreddamento dell’emisfero settentrionale. Tra novembre e gennaio, il pianeta emette più energia (TOR) che in qualsiasi altro momento. Emisfero meridionale, linea tratteggiata. Inverno nell’emisfero settentrionale, area grigio chiaro. Dati sulla temperatura 1961-1990 da Jones et al. 1999. Dati sulla radiazione da Carlson et al. 2019.
Quello che è chiaro dalla figura 3.1 è che, sebbene il sistema climatico sia interamente alimentato dall’irradiamento solare, ciò che determina la temperatura della Terra è quello che il sistema climatico fa con quell’energia, e il sistema climatico è estremamente complesso. Come dicono Barry, et al. (2002) nella citazione all’inizio di questa parte, la climatologia moderna non ha una teoria adeguata di come l’energia si muove all’interno del sistema climatico del nostro pianeta. È possibile modellare ciò che non è adeguatamente compreso, anche se molto complesso, ma credere in un tale modello è ingenuo.
L’energia dal sole arriva in linea retta dalla sua superficie, come si può chiaramente apprezzare durante un’eclissi totale. Il sole ha una dimensione apparente di 0,5° di arco nel cielo terrestre ed è situato nel piano dell’orbita solare terrestre, chiamato eclittica. L’eclittica è la proiezione del piano orbitale della Terra sul cielo, è anche il percorso che i raggi più verticali del Sole fanno intorno al globo, al mezzogiorno locale, durante un giorno di 24 ore. A causa dell’inclinazione dell’asse terrestre, il sole non è sempre direttamente sopra l’equatore e si sposta da essere sopra 23,44°N al solstizio di giugno a 23,44°S al solstizio di dicembre. La posizione del sole in un dato momento del giorno determina l’angolo di incidenza della sua radiazione. Ad un angolo di incidenza più alto (sole più basso sull’orizzonte), l’energia proveniente dal sole è distribuita su una superficie più grande, diminuendo la quantità di energia per unità di area orizzontale. Il flusso di radiazione solare per unità di area orizzontale per una determinata località è l’insolazione solare, ed è maggiore a mezzogiorno solare quanto più la latitudine è vicina alla declinazione del sole, che segna la posizione dell’eclittica rispetto all’equatore. L’insolazione solare è il determinante più importante della temperatura superficiale locale.
A causa della posizione del sole rispetto alla Terra, la maggior parte dell’energia entra nel sistema climatico nei tropici. Tuttavia, l’OLR aumenta con la temperatura assoluta della superficie e diminuisce con l’effetto serra e la copertura nuvolosa. Poiché la temperatura assoluta media della superficie non varia molto con la latitudine (278-300 K tra 60°N-60°S), e la concentrazione di gas serra e la copertura nuvolosa tendono ad essere più elevate nei tropici, l’OLR non varia molto con la latitudine. Il risultato è che il flusso netto di radiazione in cima all’atmosfera (TOA) è positivo (più in entrata che in uscita) in media annuale tra circa 30°N-30°S e negativo tra circa 30° e il polo. Tuttavia, durante la stagione Dec-Feb il flusso netto è negativo a nord del 15°N (Fig. 3.2), e la maggior parte dell’emisfero settentrionale sta perdendo energia. Il conseguente raffreddamento da ridotta insolazione e un deficit netto di energia crea un gradiente di temperatura latitudinale (LTG). L’energia viene trasportata dalle latitudini in cui c’è un guadagno netto di energia (fonte di energia) alle latitudini in cui c’è una perdita netta di energia (pozzo di energia verso lo spazio), lungo l’LTG (Fig. 3.2), attraverso il trasporto meridionale (MT).
Fig. 3.2. Flusso di radiazione netto in cima all’atmosfera per Dec-Feb. I valori positivi del flusso netto (area rossa) indicano un flusso netto di energia nel sistema climatico, e i valori negativi (area blu) indicano un pozzo energetico netto, cioè un flusso netto verso lo spazio. Le aree non sono proporzionali alla quantità di energia a causa della geometria della Terra. Il trasporto meridionale muove l’energia, tra le altre cose, dalle regioni con un surplus di energia alle regioni con un deficit energetico lungo il gradiente di temperatura (linea tratteggiata, temperatura dell’aria vicino alla superficie per gennaio). Il trasporto meridionale sposta molta più energia verso il polo invernale. Dati sulla temperatura da Hartmann 1994. Dati sulla radiazione da Randall 2015.
Senza MT, la temperatura delle regioni in cui il flusso netto di energia in cima all’atmosfera (TOA) è negativo diminuirebbe continuamente fino a quando le emissioni di OLR non sono sufficientemente basse da corrispondere all’insolazione. Nelle regioni della notte polare, quella temperatura sarebbe vicina allo zero assoluto (-273,15 °C). Il MT è effettuato dall’atmosfera e dall’oceano lungo il gradiente di temperatura ed è variabile nel tempo. Trasporta molta più energia (MT più forte) nell’emisfero invernale (Fig. 3.2).
3.2 Il gradiente di temperatura latitudinale definisce il clima del pianeta
Nell’universo fisico i processi tendono a verificarsi spontaneamente lungo i gradienti, siano essi gradienti di massa, energia, o qualsiasi loro manifestazione, come gravità, pressione, o temperatura. Il gradiente di temperatura latitudinale (LTG) della superficie terrestre è una diretta conseguenza del gradiente di insolazione latitudinale. L’entalpia (energia corretta per volume e pressione) tende a muoversi lungo il LTG dalle regioni di entalpia più alta a quelle di entalpia più bassa. Questa è la base del trasporto meridionale (MT), ma data la complessità del sistema climatico, è ben lontano da essere un processo passivo che dipende solo dalla differenza di temperatura tra i tropici e i poli. Invece, è un processo altamente regolato che può guidare più energia per una differenza di temperatura minore e meno energia per una differenza di temperatura maggiore. Come verrà mostrato nella prossima parte, il MT è aumentato nei primi due decenni del 21° secolo, nonostante l’Artico sia più caldo, riducendo il LTG.
Sappiamo che il LTG della Terra è variato molto nel passato geologico del pianeta. Abbiamo visto nella Parte I che Wladimir Köppen, lo scienziato russo-tedesco che ha studiato l’effetto sole-clima nel 19° secolo, ha stabilito una classificazione climatica che è ancora in uso con modifiche. Le zone climatiche sono definite in termini di temperatura, precipitazioni, e la loro distribuzione stagionale. Molti gruppi di piante e animali sono limitati a un habitat con un ristretto intervallo di temperature; e alcuni processi geologici dipendono anche dalla temperatura. Utilizzando questo tipo di informazioni, Christopher Scotese ha mappato la storia climatica passata con il suo Paleomap Project(1). Le informazioni così ottenute gli permettono di ricostruire geograficamente mezza dozzina di zone climatiche ogni pochi milioni di anni, e da ciò a ricostruire il mutare del LTG del passato terrestre. Scotese et al. (2021) definisce il clima e le temperature globali di ogni periodo in base al loro LTG, dimostrando che è una variabile climatica fondamentale. Scotese definisce il presente (21° secolo) LTG e la temperatura globale come condizioni di intensa glaciazione, come dimostrato dalle massicce calotte di ghiaccio permanenti sull’Antartide e la Groenlandia.
L’esistenza di climi passati molto diversi della Terra crea un problema insormontabile per la climatologia moderna. Durante l’ultimo massimo glaciale (LGM), 20.000 anni fa, l’energia ricevuta dal sole era la stessa di ora. Non solo, ma i valori di precessione e obliquità erano gli stessi di ora, e l’eccentricità orbitale era molto simile. La distribuzione dell’energia solare sulla Terra e il gradiente di insolazione latitudinale erano quasi identici a ora, eppure il clima era molto diverso. L’apporto energetico al sistema climatico doveva essere inferiore, perché l’albedo era più alta e l’effetto serra inferiore. Un apporto energetico inferiore e un LTG maggiore avrebbero dovuto svuotare i tropici del calore attraverso un MT molto più forte, ma non è stato così. C’è ancora controversia sulle temperature tropicali durante l’LGM, ma sembra che fossero solo 1-2 °C più fredde dell’attuale (Annan & Hargreaves 2015). Questo è coerente con le prove presentate da Scotese et al. (2021) che le temperature tropicali non sono cambiate molto nel corso degli ultimi 540 milioni di anni nonostante enormi cambiamenti nella temperatura media del pianeta (9-30 °C).
Se l’LGM crea un problema per il funzionamento del MT durante un periodo glaciale, il clima equabile dell’Eocene iniziale risulta in un paradosso che la climatologia moderna non può risolvere. Attualmente la Terra è in un clima di intensa glaciazione con un LTG molto ripido. La temperatura scende di 0.6-1 °C/° di latitudine dall’equatore al polo invernale. Condizioni così fredde o più fredde di oggi sono state relativamente rare durante i passati 540 Myr (meno del 10 % del tempo). La Terra dell’Eocene iniziale aveva una temperatura media stimata a 23.8 °C, che Scotese descrive come condizioni di serra. L’LTG dell’Eocene iniziale era molto basso, a 0.25-0.45 °C/° di latitudine, con temperature al Polo Nord sopra lo zero tutto l’anno, come attestato dalla presenza di biota intolleranti al gelo. Queste condizioni di serra sono state ancora più rare. Per oltre l’80% dell’Eone Fanerozoico la Terra aveva una temperatura media di 17-20 °C (Scotese et al. 2021).
Fig. 3.3. Il clima della Terra è definito dal suo gradiente di temperatura latitudinale. a) Cinture climatiche dell’olocene antico (in alto) dedotte da prove fossili e geochimiche da Scotese et al. 2021, e l’attuale intenso periodo glaciale (in basso). Zone equatoriali umide (verde scuro), zone subtropicali aride (giallo), zone temperate calde (verde chiaro), zone temperate fredde (marrone) e zone polari (blu chiaro). La temperatura è la media globale stimata. b) Gradiente di temperatura latitudinale inferito per l’Eocene antico (rosso) e l’attuale (blu) rispetto al misurato (nero, linea fine). Da Scotese et al. 2021
Il clima dell’Eocene antico, del Cretaceo e del Paleogene antico, è definito equabile, caratterizzato da un mondo caldo con un LTG ridotto e una bassa stagionalità. L’incapacità della teoria climatica moderna di spiegare questi periodi è stata denominata “problema del clima equabile” (Huber & Caballero 2011). Per riprodurre le temperature continentali calde dell’Eocene antico e le alte latitudini invernali sopra lo zero, i modelli devono aumentare i livelli di CO2 a 4700 ppm e le temperature tropicali a 35 °C. Tuttavia, le migliori stime della CO2 per l’optimum climatico dell’Eocene antico (Beerling & Royer 2011; Steinthorsdottir et al. 2019) collocano i livelli di CO2 a 500-1000 ppm, e non è chiaro se sia possibile una temperatura tropicale superiore a 30 °C. Il limite di temperatura umida di sopravvivenza per i mammiferi è di 35 °C, oltre il quale non sono in grado di perdere calore (Sherwood & Huber 2010). La temperatura umida più alta sulla Terra oggi è di 30 °C, e non c’è motivo di pensare che sia stata superiore in passato nei luoghi dove si trovano fossili di mammiferi.
Alla radice del problema del clima equabile c’è il “paradosso del basso gradiente” (Huber & Caballero 2011). Concettualmente, crediamo che per avere poli caldi bisogna trasportare lì più calore, per compensare il deficit di insolazione. Il trasporto di calore MT è una parte molto importante del bilancio energetico planetario, e si ritiene generalmente che senza di esso i poli sarebbero molto più freddi. Ma il MT dipende dal LTG poiché gran parte del trasporto verso i poli nel clima attuale avviene attraverso eddies atmosferici derivanti da instabilità baroclinica (dove esistono gradienti di temperatura a superfici di pressione costante). Il paradosso sorge perché, controintuitivamente, i poli caldi dell’Eocene antico e il loro LTG molto più basso implicano un MT ridotto. Non sorprende che i modelli climatici abbiano un tale problema a riprodurlo. Nella Parte VI verrà proposta una possibile soluzione al paradosso.
3.3 Il trasporto meridionale è principalmente eseguito dall’atmosfera
La bassa atmosfera è un sottile strato di gas, solo 1/600 del diametro della Terra (circa 10 km), che ha il ruolo fondamentale di mantenere sempre una temperatura superficiale del suolo compatibile con la vita complessa, cosa che ha fatto per almeno gli ultimi 540 milioni di anni. Per fare ciò, deve compensare le differenze di temperatura superficiale derivanti dalle differenze di insolazione. Prima, deve compensare la differenza tra giorno e notte. Lo fa principalmente attraverso l’effetto serra che riduce il raffreddamento notturno, e attraverso l’effetto delle nuvole, che aumentano l’albedo durante il giorno e riducono il raffreddamento notturno. Poi, deve compensare la diminuzione latitudinale dell’insolazione e i suoi cambiamenti stagionali dovuti all’inclinazione assiale del pianeta. Lo fa attraverso il trasporto meridionale del calore.
Di questi tre fattori responsabili dell’omeostasi termica della Terra, effetto serra, nuvole e MT, la climatologia moderna si è concentrata esclusivamente sul primo, sviluppando l’ipotesi del clima basata sul “control knob” di CO2 (Lacis et al. 2010). L’effetto delle nuvole e la loro variabilità sul cambiamento climatico è ancora in gran parte sconosciuto. Per quanto riguarda il MT, e come suggerisce la figura 3.2, l’energia è scambiata solo tra il sistema climatico e l’esterno attraverso la TOA, il che comporta che il MT ha necessariamente un valore netto zero quando integrato sul sistema climatico. Spostare energia da una regione all’altra non altera la quantità di energia all’interno del sistema. Questo fatto ha portato alla convinzione generale che i cambiamenti nel MT non possano costituire una causa significativa del cambiamento climatico, producendo l’errore più fondamentale della climatologia moderna.
L’atmosfera ha l’eccezionale capacità di trasportare rapidamente ed efficientemente una grande quantità di energia su tutta la superficie della Terra. Di conseguenza, il MT viene eseguito principalmente dall’atmosfera. Solo all’interno dei tropici profondi (10°S–10°N) l’atmosfera è inadeguata per le esigenze del MT. Questa è la regione in cui entra la maggior parte dell’energia nel sistema climatico (Fig. 3.4 linea tratteggiata nera). Ma il ramo superiore della cella di Hadley trasporta calore statico secco (sensibile + geopotenziale; Fig. 3.4 linea puntinata rossa) verso i poli, e questo è in parte compensato dal trasporto equatoriale del calore latente del ramo inferiore (Fig. 3.4 linea tratteggiata rossa). A causa di ciò, l’oceano deve eseguire la maggior parte del trasporto di calore nei tropici profondi. Tuttavia, l’oceano è meno efficiente nel trasportare calore rispetto all’atmosfera e il trasporto di energia richiesto nei tropici è molto grande, in particolare nel Pacifico, a causa della sua dimensione. ENSO è la risposta a questo problema, poiché El Niño è il modo per trasportare periodicamente fuori dai tropici profondi l’eccesso di calore accumulato che il MT regolare non può trasportare. ENSO fa parte del sistema globale di MT.
Fig. 3.4. Decomposizione del trasporto meridionale. A sinistra, trasporto meridionale in peta watt calcolato dai campi di velocità-temperatura potenziale e rappresentato come polo positivo nei valori. THT, trasporto totale di calore; OHT, trasporto di calore oceanico; AHT, trasporto di calore atmosferico; DSH, calore statico secco (sensibile + geopotenziale); LH, calore latente; ITCZ, zona di convergenza intertropicale. Da Yang et al. 2015. A destra, linea tratteggiata nera, flusso di radiazione netta TOA CERES in watt/m2, positivo è l’afflusso netto, o riscaldamento. Da Randall 2015.
Una volta al di fuori della portata della cella di Hadley, l’oceano trasferisce la maggior parte dell’energia che trasporta all’atmosfera, in particolare alle correnti di confine del bacino oceanico occidentale nelle medie latitudini, e il trasporto atmosferico di calore latente diventa importante. In sintesi, la maggior parte dell’energia entra nel sistema climatico allo strato fotico degli oceani tropicali, viene poi trasportata al di fuori dei tropici profondi principalmente dagli oceani e da ENSO, e la maggior parte dell’energia viene poi trasferita all’atmosfera che effettua la maggior parte del trasporto nelle latitudini medie e alte. Una volta raggiunto il limite del ghiaccio marino, il trasporto è essenzialmente eseguito esclusivamente dall’atmosfera, poiché il flusso di energia attraverso il ghiaccio marino è molto minore rispetto alla superficie dell’oceano liquido. Escludendo la radiazione solare, il resto del flusso di energia attraverso la superficie del mare è positivo verso l’atmosfera quasi ovunque e in ogni momento, eccetto per alcune regioni ad alta latitudine durante l’estate (Yu & Weller 2007). La temperatura della superficie del mare non è così importante per il flusso di energia oceano-atmosfera quanto la velocità del vento e l’umidità dell’aria, i principali fattori che regolano l’evaporazione.
La figura 3.4 mostra che il MT è asimmetrico. Il trasporto verso i poli alla linea dell’equatore è vicino a zero, con un piccolo trasporto interemisferico (0,2 PW verso nord). La posizione della zona di convergenza intertropicale (ITCZ, l’equatore climatico che separa le celle di Hadley del Nord e del Sud), varia tra 15°S e 30°N, e ha una posizione media annuale c. 6°N. Il trasporto verso i poli aumenta con la distanza dall’equatore poiché il calore di una regione più grande viene trasportato verso i poli. Il MT dell’emisfero settentrionale (NH) è più grande perché il MT oceanico settentrionale è più grande. Ciò è dovuto a un MT oceanico interemisferico nord di 0,4 PW, principalmente attraverso l’Oceano Atlantico, compensato in parte da un MT interemisferico sud di 0,2 PW da parte dell’atmosfera dall’ITCZ (Marshall et al. 2013). A nord di 45°, il MT atmosferico settentrionale diventa più grande del meridionale, a causa di un maggiore trasporto di calore sensibile da parte degli eddies, in particolare durante l’inverno. Questo trasporto riflette un flusso maggiore oceano-atmosfera alle correnti di confine occidentale a media latitudine (Yu & Weller 2007), che è responsabile di un clima invernale più caldo nelle medie latitudini europee e per il riscaldamento invernale dell’Artico. Come possiamo anche vedere nella figura 3.4, la radiazione netta TOA 70-90° è più negativa nell’Artico che in Antartide. Questo è l’ovvio risultato del trasporto di più calore all’Artico in inverno.
Il trasporto di energia da parte dell’atmosfera è collegato al trasporto di massa, momento, sostanze chimiche, umidità e nuvole. Si verifica nella troposfera, principalmente lungo percorsi preferiti sui bacini oceanici, e nella stratosfera. Come abbiamo visto nella sezione 2.5, il momento angolare viene scambiato tra la Terra solida–oceano e l’atmosfera. A basse latitudini, i venti di superficie sono orientali e scorrono nella direzione opposta alla rotazione della Terra, quindi l’atmosfera guadagna momento attraverso l’attrito con la Terra solida–oceano che riduce la sua velocità di rotazione, mentre a medie latitudini i venti di superficie sono occidentali e l’atmosfera perde momento alla Terra solida–oceano che aumenta la sua velocità di rotazione, quindi è necessario un flusso di momento angolare atmosferico verso i poli per conservare il momento e mantenere la velocità di rotazione.
Fig. 3.5. Trasporto meridionale di energia (a sinistra) e momento angolare (a destra) implicato dallo stato osservato dell’atmosfera. Nel bilancio energetico c’è un guadagno radiativo netto nei tropici e una perdita netta alle alte latitudini; per bilanciare il bilancio energetico ad ogni latitudine, è implicato un flusso di energia verso il polo. Nel bilancio del momento angolare, l’atmosfera guadagna momento angolare a basse latitudini a causa dei venti di superficie orientali e lo perde a medie latitudini a causa dei venti di superficie occidentali. È implicato un flusso atmosferico di momento angolare verso i poli. Si sa che il trasporto meridionale di energia e momento è modulato da ENSO, l’oscillazione quasi-biennale e l’attività solare. Da Marshall & Plumb 2008
I cambiamenti nel momento angolare atmosferico (AAM) devono essere bilanciati da cambiamenti nella velocità di rotazione della Terra solida-–oceano per conservare il momento, e sono dovuti principalmente ai cambiamenti stagionali nella circolazione del vento zonale. La circolazione del vento zonale è più forte in inverno, quando più momento angolare risiede nell’atmosfera a causa di un LTG più profondo, quindi la Terra ruota più velocemente a gennaio e luglio, e più lentamente ad aprile e ottobre, quando la circolazione zonale è più debole. Come accennato nella Parte II, questi piccoli cambiamenti nella velocità di rotazione della Terra sono misurati come cambiamenti di microsecondi nella durata del giorno (∆LOD), la differenza tra la durata del giorno e 86.400 secondi standard internazionali. La variazione stagionale in ∆LOD riflette i cambiamenti nella circolazione zonale (Lambeck & Cazennave 1973) e, quindi, in MT. La componente biennale di ∆LOD riflette i cambiamenti nella QBO (Lambeck & Hopgood 1981), la componente di 3-4 anni corrisponde al segnale ENSO (Haas & Scherneck 2004), e il cambiamento decennale in ∆LOD riflette i cambiamenti nell’attività solare (Barlyaeva et al. 2014).
Il Sole, QBO e ENSO costituiscono tre fattori che modulano l’accoppiamento della stratosfera tropicale al vortice polare (PV) e alla troposfera polare, regolando il trasporto di calore e umidità al polo invernale. Dal momento che influenzano la circolazione del vento zonale, non è sorprendente vedere che influenzano anche la velocità di rotazione. Ma mentre il ruolo di ENSO e QBO nel cambiare l’AAM e ∆LOD è ampiamente conosciuto e riportato, il ruolo del sole rimane in gran parte ignorato.
3.4 Trasporto invernale verso l’Artico. Il più grande dissipatore di calore del pianeta
Si ritiene che la differenza di temperatura emisferica (Fig. 3.1) sia dovuta principalmente alla più grande frazione di terra nell’emisfero settentrionale (NH, 67,3% della superficie terrestre globale) che si riscalda e si raffredda più della superficie oceanica. Tuttavia, la risposta è più complessa, poiché coinvolge anche l’asimmetria nel trasporto meridionale (MT) (Kang et al. 2015). Come abbiamo visto, alcune delle sue conseguenze sono la posizione preferenziale dell’ITCZ nell’emisfero settentrionale e un trasporto netto di calore inter-emisferico dall’emisfero australe a quello settentrionale. L’asimmetria nel trasporto emisferico risulta anche dalla riduzione del MT verso il Polo Sud, ostacolato dalla Corrente Circumpolare Antartica e dalla Modalità Annuale del Sud, che isolano climaticamente l’Antartide. Il risultato di queste asimmetrie è che, nonostante il Polo Sud sia molto più freddo, viene trasportata più energia al Polo Nord (Peixoto & Oort, 1992). Di conseguenza, la regione polare 70-90°N, avendo un’atmosfera più calda, perde circa 10 W/m2 più di calore durante l’anno rispetto alla regione polare 70-90°S. La perdita è molto maggiore durante l’inverno boreale, quando l’atmosfera trasporta 120 W/m2 attraverso 70°N, rispetto all’estate, quando trasporta 80 W/m2 (Peixoto & Oort, 1992). La maggior parte del trasporto è effettuata da eddies transitori e dalla circolazione meridionale media, ma la differenza inverno-estate è dovuta principalmente a eddies stazionari lungo le tracce delle tempeste che in inverno sono responsabili della maggior parte dell’aumento (Fig. 3.6). Oltre l’80% dell’energia trasportata durante la stagione calda verso la regione polare settentrionale viene utilizzata per sciogliere neve e ghiaccio e riscaldare l’oceano. Circa due terzi di quell’energia costituiscono un accumulo di energia che viene restituita all’atmosfera durante la stagione fredda raffreddandosi e ricongelando, e per lo più persa attraverso la radiazione a lunghezza d’onda lunga (OLR). A causa di queste differenze, la regione polare settentrionale perde il 20% in più di energia rispetto alla regione polare meridionale durante i rispettivi inverni, costituendo il più grande dissipatore di calore del pianeta (Fig. 3.2).
Fig. 3.6. Flusso di calore verso nord a gennaio causato dagli eddies. Durante l’inverno boreale, il getto subtropicale dell’emisfero settentrionale ha due massimi a valle dell’Himalaya e delle Montagne Rocciose sugli oceani Pacifico e Atlantico, rispettivamente. Questi massimi di velocità del vento provocano vigorosi cicloni a medie latitudini che seguono percorsi di tempesta che definiscono le principali vie d’accesso all’Artico. Il contorno è di 5 K m/s. L’ombreggiatura blu nell’emisfero australe indica un flusso verso sud. Da Hartmann 2016.
Durante l’inverno, quasi tutta l’energia persa in questo dissipatore di calore viene trasportata lì dall’atmosfera, poiché la temperatura di equilibrio dell’acqua di mare a contatto con il ghiaccio è praticamente costante indipendentemente dalla temperatura atmosferica e dallo spessore del ghiaccio marino. Il ghiaccio marino costituisce un ottimo isolante (K ≈ 2,2 W/m K). Rispetto a una perdita di 310 W/m2 per acque esposte con una differenza di temperatura di 30 °C, uno strato di ghiaccio di 2 m riduce la perdita a soli 30 W/m2 (Peixoto & Oort, 1992). È chiaro che la grande perdita di ghiaccio marino invernale negli ultimi 45 anni costituisce un forte feedback negativo sul riscaldamento globale.
Il calore statico secco (sensibile + geopotenziale) viene portato nell’Artico invernale sia dalla media (altezza 20-100 km) che dalla bassa atmosfera, mentre il calore latente (umidità) viene trasportato quasi esclusivamente dalla bassa atmosfera. La figura 3.7 mostra il trasporto di calore atmosferico invernale nell’emisfero settentrionale. Il trasporto dell’alta atmosfera è inter-emisferico; tuttavia, coinvolge solo lo 0,1% della massa atmosferica, rendendolo irrilevante per le considerazioni energetiche. La stratosfera contiene il 15% della massa atmosferica e il suo trasporto meridionale è denominato circolazione Brewer-Dobson (BDC). L’aria entra nella stratosfera attraverso il tubo tropicale (Fig. 3.7), attraverso una regione fredda sopra la tropopausa tropicale dove perde la maggior parte del suo vapore acqueo. Nella stratosfera superiore, il ramo profondo del BDC è inter-emisferico e si muove verso il polo invernale. Nella stratosfera inferiore, il ramo superficiale del BDC ha una direzione polare, sebbene sia più forte verso il polo invernale. A medie e alte latitudini, l’aria del BDC scende attraverso la tropopausa verso la superficie. Il BDC avviene attraverso un equilibrio termico del vento meridionale stabilito dal LTG e viene alimentato da onde planetarie e sinottiche che rilasciano energia e momento al flusso medio quando si dissolvono.
Fig. 3.7. Schema della circolazione atmosferica al solstizio di dicembre in una vista bidimensionale dell’atmosfera inferiore e media. I colori di sfondo indicano le temperature relative a intervalli di 10 K, con il rosso più caldo e il blu scuro più freddo. La scala verticale è logaritmica, e la scala latitudinale dell’emisfero australe è compressa. I venti da ovest sono rappresentati da linee sottili; i venti da est con linee tratteggiate sottili. La tropopausa (linea arancione spessa) separa la troposfera e la stratosfera, e la stratopausa (linea blu acciaio spessa) la stratosfera e la mesosfera. Le linee puntinate spesse separano il tubo tropicale (zona di ascesa), la zona surf (zona di rottura delle onde) e il vortice polare. Le onde planetarie (linee ondulate) si generano nelle aree di contrasto (linee concentriche in superficie) e possono passare attraverso la stratosfera, essere deflesse e rompersi nella stratosfera o essere rifratte indietro nella troposfera. L’oscillazione quasi-biennale (QBO) è mostrata con i suoi componenti orientali e occidentali vicino all’Equatore. La zona di convergenza intertropicale (ITCZ) è rappresentata come una nuvola tempestosa alta. La circolazione di Hadley è mostrata in marrone scuro. Altra circolazione atmosferica è rappresentata da frecce gialle tranne la circolazione equatoriale troposferica inferiore in turchese. La circolazione stratosferica è denominata circolazione Brewer-Dobson. Il suo ramo profondo (stratosfera superiore) e la circolazione mesosferica sono inter-emisferici dal polo estivo al polo invernale. La circolazione troposferica viene effettuata principalmente da eddies, e il resto dalla circolazione residua media. Al solstizio di dicembre, le regioni a nord del 72° sono in notte polare. Da Vinós 2022.
Il raffreddamento autunnale dell’atmosfera artica causa la fine dell’anticiclone polare estivo, poiché la pressione diminuisce e i venti orientali che impediscono la propagazione delle onde verso l’alto sono sostituiti da venti occidentali. Si forma quindi un ciclone centrato sul polo (centro di bassa pressione con venti rotanti in senso antiorario), noto come vortice polare (PV). I venti occidentali invernali dell’emisfero settentrionale sono così forti che permettono solo la propagazione verticale verso la stratosfera delle onde planetarie di ampiezza maggiore (numero di onde zonale 1 e 2). Le onde rilasciano il loro momento e energia in un’area della stratosfera conosciuta come “zona surf” (McIntyre & Palmer 1984). L’effetto sulla circolazione media zonale è una decelerazione dei venti occidentali che interrompe la struttura termica. Poiché il LTG non può essere mantenuto con venti occidentali più deboli, l’aria è costretta a scendere all’interno del PV, riscaldandosi adiabaticamente, e a salire fuori dal PV, raffreddandosi. L’atmosfera polare artica può riscaldarsi di 30 °C nella stratosfera inferiore e fino a 100 °C nella stratosfera superiore. In seguito, poiché l’atmosfera artica è sottoposta a un forte raffreddamento radiativo durante l’inverno, la stratosfera si raffredda e i venti occidentali recuperano velocità. Quando la propagazione delle onde si indebolisce, succede l’opposto e la temperatura a 30 km sopra l’Artico può scendere fino a -80 °C.
A nord del 20°N, l’atmosfera diventa il principale vettore di calore verso il polo. Durante l’inverno dell’emisfero settentrionale, il calore è trasportato all’Artico principalmente da eddies stazionari (onde planetarie) ed eddies transitori (ciclone). I cicloni si generano preferenzialmente, si propagano e si dissipano nelle tracce di tempesta e tendono a formarsi dove i gradienti di temperatura della superficie sono ampi (Shaw et al. 2016). La corrente a getto influisce sulla loro velocità e direzione di viaggio. Il flusso di calore eddies invernale rivela le aree preferenziali delle tracce di tempesta (Fig. 3.6; Hartmann 2016).
Alcuni eventi estremi per stagione associati a singoli sistemi meteorologici sono responsabili di una grande parte del calore e dell’umidità trasportati nell’Artico invernale. Le condizioni di blocco atmosferico su larga scala deviano le tracce dei cicloni verso il polo, e la figura 3.8 mostra uno di questi eventi estremi che si è verificato negli ultimi giorni del 1999 e nei primi giorni del 2000, un caso studiato da Woods e Caballero (2016).
Fig. 3.8. Intenso evento di intrusione di aria calda e umida nell’Artico in inverno. a) Temperatura media giornaliera a nord dell’80°N per Nov 1999–Mar 2000 (linea nera) dalla rianalisi ERA40, e la media 1958–2002 (linea rossa). Un rettangolo blu segna l’evento. Dati dell’Istituto Meteorologico Danese (2021). b-d) Anomalia della temperatura dell’aria di superficie nell’Artico in diversi momenti durante l’evento di intrusione. Dopo Woods & Caballero (2016)
Secondo Nakamura e Huang (2018) il blocco si sviluppa come un ingorgo stradale quando la capacità del getto di corrente per il flusso di attività ondulatoria (una misura di meandri) è superata. Le condizioni di blocco su larga scala si sviluppano a est di ogni bacino oceanico, deviando i cicloni a media latitudine verso il polo (Woods et al., 2013). Di conseguenza, gran parte del calore latente trasportato nell’Artico è il risultato di un numero limitato di sistemi meteorologici che entrano nell’Artico principalmente attraverso una porta dell’Atlantico del Nord (300–60°E), seguita per importanza da una porta del Pacifico del Nord (150–230°E), e una meno importante porta siberiana (60–130°E; Mewes & Jacobi 2019; Woods et al. 2013). Sull’Atlantico, il blocco invernale è fortemente anticorrelato con l’Oscillazione dell’Atlantico del Nord (Wazneh et al., 2021).
Sapere come il calore viene trasportato nell’Artico ci permette di esaminare il fenomeno dell’amplificazione artica. I modelli di circolazione generale hanno previsto l’amplificazione polare come risultato del riscaldamento globale fin dalle loro origini. Dopo tutto, come visto nella figura 3.3, man mano che il clima della Terra cambia, il cambiamento di temperatura è maggiore quanto maggiore è la latitudine. Tuttavia, nel riscaldamento globale moderno non è stata osservata un’amplificazione antartica, e nel 1995 così poca amplificazione artica era stata osservata nonostante l’intenso riscaldamento globale dei precedenti 20 anni, che Curry et al. (1996) dissero: “La relativa mancanza di riscaldamento osservato e il relativamente piccolo ritiro dei ghiacci possono indicare che i GCM stanno sovraenfatizzando la sensibilità del clima ai processi ad alta latitudine”. Questo stava per cambiare quello stesso anno quando l’amplificazione artica accelerò improvvisamente (Fig. 3.9). Ma la domanda è ancora valida. Perché l’amplificazione artica era piccola prima del 1996, quando si stava verificando un intenso riscaldamento globale, e grande dopo il 1996 quando il tasso di riscaldamento globale diminuì (la pausa)? La climatologia moderna non ha una risposta a questo.
Fig. 3.9. Anomalia della temperatura stagionale dell’Artico. Curva nera, anomalia della temperatura media estiva (giugno-agosto) calcolata dal modello atmosferico operativo presso il Centro Europeo per le Previsioni Meteo a Medio Termine (ECMWF) per la regione oltre 80°N. Curva rossa, l’anomalia della temperatura media invernale (dicembre-febbraio) corrispondente per la stessa regione. Il clima di riferimento è il modello di rianalisi ECMWF-ERA40 per il periodo 1958-2002. Dati dell’Istituto Meteorologico Danese.
Come abbiamo visto sopra (ad es. Fig. 3.2), l’Artico in inverno costituisce il più grande dissipatore di calore (perdita netta di energia nello spazio) del pianeta. L’acqua precipitabile dell’Artico è circa 1,5 cm in estate, ma in inverno scende a circa 0,2 cm (Wang & Key, 2005), il valore più basso al di fuori dell’Antartide. Di conseguenza, la copertura nuvolosa diventa più bassa in inverno aumentando la perdita di energia. Con una copertura nuvolosa ridotta, quasi nessun vapore acqueo e nessun effetto albedo, l’Artico in inverno non ha sostanzialmente feedback all’effetto serra del CO2. Ancora di più, van Wijngaarden & Happer (2020), notano che “le molecole di gas serra relativamente calde nell’atmosfera sopra la superficie fredda fanno irradiare alla Terra più calore verso lo spazio dai poli di quanto potrebbe senza gas serra”.
È chiaro che l’amplificazione artica è la conseguenza di un aumento nel MT, poiché l’Artico ha un bilancio energetico annuale negativo e l’aumento dell’effetto serra non lo rende meno negativo. Il riscaldamento nell’Artico, in particolare durante l’inverno, può provenire solo da un aumento del calore trasportato dalle latitudini inferiori. L’aumento del trasporto di calore nell’Artico che non viene riportato alle latitudini inferiori è distribuito tra l’aumento del OLR e l’aumento della radiazione a lunghezza d’onda verso il basso. La maggiore radiazione verso il basso aumenta la temperatura di superficie, ma a causa della bassa conducibilità termica del ghiaccio, e poiché il flusso di calore va sempre dall’oceano più caldo all’atmosfera durante l’inverno, si verificano comunemente inversioni di temperatura, spesso accompagnate da inversioni di umidità, e il raffreddamento radiativo continua dalla cima dell’inversione o dalla cima delle nuvole fino a quando il vapore acqueo si congela e precipita, ripristinando la condizione originale molto fredda (Fig. 3.8a).
Il trasporto di calore invernale nell’Artico è potenziato nei periodi in cui prevalgono condizioni di alta pressione sopra il polo che portano a un vortice debole o diviso. L’aria calda entra quindi nell’Artico centrale salendo sopra l’aria fredda (sollevamento isentropico), spingendola verso l’esterno. Di conseguenza, le masse d’aria fredde dell’Artico si muovono sui continenti a media latitudine producendo temperature e nevicate anormalmente fredde. Da quando è iniziata l’amplificazione artica, la frequenza degli inverni freddi a media latitudine è aumentata, qualcosa che i modelli non riescono a spiegare (Cohen et al. 2020), ma qualcosa di simile si è verificato tra il 1920-40 (Chen et al. 2018).
In questa parte abbiamo esaminato come il LTG costituisca la variabile climatica più fondamentale e i meccanismi con cui esso guida il trasporto di energia verso i poli. Nella parte successiva esamineremo cosa succede quando questi meccanismi cambiano in modo coordinato, come è accaduto quando è iniziata l’amplificazione artica dopo il 1996.
(1) http://www.scotese.com/climate.htm
Riferimenti
https://judithcurry.com/wp-content/uploads/2022/08/VinosMay-Bibliography.pdf